Tujuan Insktruksional Khusus
Setelah mengikuti materi ini, mahasiswa
mampu mengemukakan secara deskriptif
Sub-Pokok Bahasan
Skala Gerak Atmosfer
Konsep “Differential Heating” Konsep Sirkulasi Thermal
Skala Gerak Atmosfer
Ukuran
Skala
Nama
Lebih dari 20.000 km Makro- Skala Planeter
2.000 – 20.000 km Makro- Skala Sinoptik
200 – 2.000 km Meso- Skala Meso
20 – 200 km Meso- Skala Meso
2 – 20 km Meso- Skala Meso
200 m – 2 km Mikro- Turbulensi di lapisan-batas
atmosfer
20 – 200 m Mikro- Turbulensi di sub-lapisan
Skala Meteorologi Skala pengukuran
Fenomena yang terkait Skala Rincian Horizontal Vertikal
Skala mikro Mikro-
Mikro-
200 m – 2 km
20 m – 200 m Permukaan – 100 m
- turbulensi kecil
- laju penurunan suhu
permukaan
- efek gesekan - boundary layer - efek topografi
Skala meso (antar stasiun cuaca)
Beberapa jam – beberapa hari
1 km -100 km (kota kecil, kota besar, pengendalian polusi udara)
Permukaan - 1 km
- turbulensi besar, - angin darat – angin
laut
- urban heat island - angin
lembah-gunung
Negara dan benua
(100-5000 km*) Permukaan - 15 km
- sistem badai
- pembentukan awan, - front
- siklon-antisiklon
Skala Makro Beberapa hari – 100 km -
SKALA GERAK ATMOSFER
Skala Gerak Atmosfer
Skala Gerak Atmosfer
Skala waktu [T] untuk berbagai fenomena
dapat ditentukan oleh skala horizontal [L] melalui relasi
Dengan a = 1 det/m
Soal -1
Tentukan skala waktu untuk
a. Turbulen skala mikro berdiameter 1 meter. b. Tornado dengan radius angin sekitar 100 meter
Differential Heating
Sirkulasi global (sirkulasi umum)
dikendalikan oleh keseimbangan
antara incoming radiation dan
outgoing radiation.
Differential Heating : perbedaan
Distribusi Temperatur Meridional
Dalam rata-rata setahun, SST di daerahDistribusi Temperatur Meridional
Gradien temperatur secara meridional di
permukaan (biru) dan di ketinggian 15 km (biru muda)
z = 0 km
z = 15 km
Radiative Forcings
Kurva variasi meridional fluks radiasi yang
Radiative Forcings
Netto radiasi Fnet = Fin – Fout dalam (GW/m)
SURPLUS
Radiative Forcing
Perbedaan antara F-in dan F-out tidak lain
adalah “Differential Heating Radiative”
Tampak bahwa perbedaan radiasi yang datang
dan radiasi yang keluar (F-netto) bernilai
positif di kawasan tropis dan bernilai negatif di luar tropis
Ketidak seimbangan radiatif yang digambarkan
Radiative Forcing
Total transport panas (dalam Watt) yang
dibutuhkan untuk mengkompensasi radiasi oleh sirkulasi atmosferik dan oseanik
Radiative Forcing
Dari gambar tampak bahwa akibat
sirkulasi atmosferik maupun oseanik,
energi banyak dialirkan masuk ke lintang
menengah dari pada yang keluar, sehingga
terdapat netto pemanasan yang
Radiative Forcing
Secara umum...
Jika terdapat perbedaan “differential
heating” secara horizontal, maka
akan terjadi kompensasi panas oleh
gerakan fluida, dimana panas itu
akan mengalir dari daerah surplus ke
daerah defisit, sehingga di daerah
Karakteristik Termal
Karakteristik termal air : panas yang diserap
tidak langsung digunakan untuk meningkatkan suhu, tetapi didistribusikan melalui
mekanisme konveksi, materi ikut bergerak
Karakteristik termal daratan : panas yang
diserap digunakan untuk meningkatkan suhu, mekanisme distribusi panas melalui konduksi, materi tidak ikut bergerak
Pengaruh kemiringan permukaan (topografi):
Sirkulasi termal
Dari gambar tampak bahwa udara mengalami
sirkulasi
Pada kolom lapisan yang hangat, udara naik
Sistem Angin Lokal
Merupakan sistem angin yang terjadi dalam
skala meso-.
Sistem angin lokal yang terkenal, yang akan
dibahas
1. Angin Darat dan Angin Laut
Angin Laut dan Angin Darat
Sejumlah radiasi matahari yang diserap
lautan akan didistribusikan lebih luas baik horizontal maupun vertikal daripada daratan dengan jumlah radiasi sama, karena adanya pencampuran dalam kolom air.
Angin Laut dan Angin Darat
radiasi matahari maksimum:
perbedaan suhu paling besar antara daratan dan lautan, daratan lebih hangat dibanding lautan.
radiasi minimum :
Angin Lembah
Selama siang hari, sinar matahari
menghangatkan lembah, sehingga udara
di lembah akan menghangat
Udara yang hangat ini menjadi ringan
Angin Gunung
Sedangkan pada malam hari, lembah
lebih cepat mendingin, dari pada di
tempat yang lainnya, sehingga udara di
lembah lebih dingin. Akhirnya udara
Angin Chinok (Foehn)
Angin Chinok (Foehn)
Angin Foehn merupakan angin kering dan
hangat yang turun di sisi
leeward
dari
sebuah gunung atau bukit.
Angin ini terjadi ketika angin horizontal
yang kuat mengalir melalui gunung.
Mekanisme terbentuknya Angin Foehn
Misalkan angin baratan yang kuat mengalir
melalui barisan pegunungan dari utara ke selatan
Kondisi seperti ini akan menghasilkan palung
tekanan rendah di sisi timur dari gunung, yang kemudian palung tekanan rendah ini akan memaksa udara untuk turun ke bawah di sisi sebelah timur gunung seperti
Mekanisme terbentuknya angin Foehn
Ketika udara tersebut turun disisi sebelah
timur gunung, maka ia mengalami kompresi dan menghangat.
Sehingga sumber penghangatan udara pada
Mekanisme pembentukan Angin Foehn
Ketika terjadi awan dan presipitasi di sisi
windward gunung, maka hal tersebut dapat meningkatkan temperatur chinok, yaitu
bahwa panas laten yang dilepaskan dalam awan akan memberikan suplemen bagi
Mekanisme angin Foehn
Hal ini menyebabkan udara yang turun di
kaki gunung lebih hangat dari pada udara yang naik di sisi sebelah barat gunugn
Selain itupun, udara yang turun lebih kering,
Pokok Bahasan
Sirkulasi Umum Atmosfer
1. Model Sel Tunggal (Single–Cell Model) 2. Model Tiga Sel (Three-Cell Model)
Angin Pasat dan Jet Stream
Sirkulasi Walker dan El-Nino serta La Nina
ENSO
Sirkulasi Umum Atmosfer
Sirkulasi umum menyatakan gerakan aliran
udara secara rata-rata (umum) di dunia.
Sedangkan angin aktual bisa bervariasi pada satu tempat dan pada saat yang diberikan.
Penyebab utama yang mengendalikan
Sirkulasi umum
Di tropis mendapat kelimpahan energi
radiatif, sedangkan di kutub mengalami kerkurangan energi radiatif
Sehingga untuk menyeimbangkannya , maka
atmosfer mentrasportasikan udara yang hangat di tropis ke kutub, dan
Model Sel Tunggal
Asumsi
1. permukaan bumi serba sama 2. matahari selalu di ekuator
3. bumi tidak berotasi
Model sirkulasi yang sederhana ini disebut
sebagai sel Hadley.
Walaupun sederhana, model ini tidak ada
Model Tiga Sel
Ferrel cell
Model Tiga Sel
Karena bumi berotasi, maka sistem konveksi
sederhana akan pecah menjadi barisan sel-sel.
Meskipun lebih kompleks dari pada model sel
Model Tiga Sel
Dari ekuator ke lintang 30, dan dari lintang 60 ke
kutub, sirkulasi bersesuaian dengan model sel Hadley
Sepanjang sabuk ekuatorial, udara menghangat,
dan gradien tekanan horizontal lemah sehingga anginpun lemah (daerah yang demikian disebut DOLDRUMS)
Udara yang hangat di sabuk ekuator ini kemudian
naik, mengkondensasi membentuk awan-awan Cumulus yang besar (Cb).
panas laten yang dilepaskan akibat formasi
awan-awan Cb secara besar-besaran ini memberikan
Model Tiga Sel
Udara yang naik ini akan mencapai
tropopause yang berperan seperti barrier, sehingga udara bergerak secara lateral ke kutub.
Gaya Coriolis akan membelokkan gerak
udara tersebut, sehingga menjadi angin
Penjelasan
Udara yang bergerak ke kutub dari ekuator
ini mengalami pendinginan secara radiatif. Akibat pendinginan ini, udara akan menjadi lebih berat, sehingga ketika mendekati
lintang menengah, udara ini mulai konvergen.
Konvergensi ini akan menaikan massa udara
di permukaan, sehingga di tekanan
Penjelasan
Kemudian karena ada beda tekanan
permukaan, maka udara di permukaan
bergerak dari lintang menengah ke ekuator, dan mengalami penghangatan.
Gaya coriolis membelokan gerak udara
tersebut, sehingga udara bergerak dari timur laut di BBU dan tenggara di BBS (angin
Penjelasan
Di dekat ekuator, terdapat pertemuan dua
angin pasat, yaitu angin pasat timur laut dan angin pasat tenggara, yang membentuk pita daerah konvergensi. Pita daerah konvegensi ini di sebut sebagai Intertropical
Model Tiga Sel
Di lintang 30, tidak semua udara di
permukaan bergerak ke ekuator, tapi
sebagian bergerak ke kutub dan mengalami defleksi akibat gaya coriolis, menghasilkan aliran baratan di kedua belahan bumi pada lintang 60.
Di lintang 60, gerakan massa udara dari
Model Tiga Sel
Konvergensi dari 2 massa udara ini
membentuk pita tekanan rendah sub-polar (Subpolar low), dimana udara naik dan awan –awan badai terbentuk.
Ketika udara mencapai tropopause, maka
sebagian kembali ke lintang 30 dan sebagian lagi kembali ke kutub. Kemudian di masing-masing lintang tersebut udara turun ke
Pengaruh permukaan bumi terhadap
model tiga sel
Model tiga sel diatas masih mengasumsikan
bahwa permukaan bumi itu homogen.
Faktanya : permukaan bumi tidak homogen.
[permukaan bumi itu terdiri atas daratan dan lautan, maka permukaan bumi ini
Pada bulan Januari di BBU
Adanya kontras antara daratan dan lautan Terdapat 4 sistem tekanan semipermanen
1. Bermuda high (Azores high) 2. Pacific high
[keduanya merupakan zona antisiklon subtropis]
3. Icelandic low 4. Aleutian low
Pada Bulan Januari di BBU
Selain itu terdapat 1 sistem tekanan yang
tidak semipermanen yang terbentuk akibat pendinginan yang intensif di daratan
Pada bulan januari di BBS
Jumlah daratan sangat sedikit dibandingkan
dengan lautan-nya, akibatnya tidak ada
kontras antara daratan dan lautan. Sehingga subtropical high sesuai dengan yang
didefinisikan oleh model sirkulasi 3 sel.
Di subpolar: pola tekanan rendah terbentang
Pada bulan juli
Di BBU
Secara umum, terdapat pusat-pusat tekanan
rendah di benua, seperti menggantikan pola pusat-pusat tekanan tinggi pada saat januari.
Diatas samudera, pola tekanan tinggi
cenderung tetap seperti di bulan januari Di BBS
Terdapat barisan pola-pola tekanan tinggi di
Perbandingan pola januari
dan pola juli
Pola tekanan rendah di sub-polar terbentuk
sangat kuat pada saat januari di BBU
Pola tekanan tinggi sub-tropis dominan di
kedua belahan bumi
Posisi ITCZ bergeser mengikuti posisi
Sistem Angin Monsun
Merupakan sistem angin skala sinoptik yang
berubah arahnya secara musiman: arah angin berbeda pada saat winter dan summer
Mekanisme angin monsun mirip dengan
pembentukan angin darat – laut, hanya ketika udara bergerak, maka gaya coriolis akan
Winter Monsoon di Asia
Selama winter, maka udara diatas benua
Siberia lebih dingin dari pada udara di atas samudera Hindia dan laut cina selatan, dan membentuk tekanan tinggi dalam daerah yang cukup luas di atas benua Siberia
Akibatnya udara bergerak dari siberia ke
Winter Monsoon di Asia
karena massa udara terbentuknya adalah
massa udara yang dingin dan kering, maka winter monsoon ini memberikan musim
Summer Monsoon di Asia
Pada saat summer, maka terjadi sebaliknya,
sehingga udara bergerak dari samudera
hindia dan laut cina selatan ke benua siberia
Udara ini hangat dan kaya akan uap air